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大地电流暴

归档日期:09-14       文本归类:大地电流暴      文章编辑:爱尚语录

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  大地电流暴可控源音频磁大地电流(SCAMT)方法常规直流电测测方法具有探测深度大,纵横向分辨率高,体效应小及工作效率高等优点;应用该方法在新疆鄯某干旱地区寻找富赋水地段及探测隐伏构造上取得了明显的效果。

  [磁大地电流法]magneto—telluricmethod是通过测定地表任意一点上,由大地电流产生的电场和磁场的比值(即*阻抗)来探测地质构造的方法。由于电场和磁场是随时间同步变化的,所以,它们的比值可以消除大地电磁场随时间变化这一因素的影响,它不需要设置基点,也不需要供电设备,勘探深度又大,是一种很有前途的探测地质构造的方法。磁一大地电流法又可分为大地电磁测深和大地电磁剖面两种方法。大地电磁测深法是通过观测同一测点不同频率的电场与磁场的比值,研究不同深度地电断面情况,低频反映深部,高频反映浅部。大地电磁剖面法是观测同一频率不同测点的电场与磁场的比值,研究同—深度、不同测点的地电断面情况。

  地球内部岩层破裂引起振动的地方称为震源。它是有一定大小的区域,又称震源区或震源体。它是地震能量积聚和释放的地方。震源在地球表面上的垂直投影,叫震中。人为因素引起的地震的震源称人工震源,如人工爆破(炸药爆破,核弹试验)等。天然地震震源和人工爆破震源的性质有很大区别。一般而言,天然地震主要发生在断层上,以剪切错动为止;而人工爆破震源却是以一点为中心向周围膨胀的过程。采用地震波形资料进行地震矩张量反演,人们可以大致地区分这两种震源的特性。

  地震震源处地球介质的运动方式。通常所说的震源机制是狭义的,即专指研究构造地震的机制而言。构造地震的机制是震源处介质的破裂和错动。震源机制研究的内容包括,确定地震断层面的方位和岩体的错动方向,研究震源处岩体的破裂和运动特征,以及这些特征和震源所辐射的地震波之间的关系。

  对地震震源的研究开始于20世纪初叶。1910年提出的弹性回跳理论,首次明确表述了地震断层成因的概念(见地震成因)。在地震学的早期研究中,人们就已注意到P波到达时地面的初始振动有时是向上的,有时是向下的。20世纪的10~20年代,许多地震学者在日本和欧洲的部分地区几乎同时发现,同一次地震在不同地点的台站记录,所得的P波初动方向具有四象限分布。日本的中野广最早提出了震源的单力偶力系,第一次把断层的弹性回跳理论和 P波初动的四象限分布联系起来。此后,本多弘吉又提出双力偶力系,事实证明它比单力偶力系更接近实际。美国的拜尔利(P.Byerly)发展了最初的震源机制求解法,1938年第一次利用P波初动求出完整的地震断层面解。

  ,P波四象限分布地表垂直向地震仪记录P震相的初始振动方向。向上的记为正号;向下的,记为负号。正号P波是压缩波,因为这种波的到达使台站受到来自地下的一个突然挤压,台基介质体积发生一微量的缩小。负号P波是膨胀波,因为它使台站受到一个突然拉伸,介质体积发生一微量膨胀。

  每个台站记录的某一特定 P波震相都可同震源处发出的一根地震射线[P波四象限分布示意图]右部给出假定地壳均匀时一些地震射线的例子。今以震源F为球心,作一足够小的球面S,小到球内射线弯曲可忽略不计。这个小球面称为震源球面。从每个台站Si沿地震射线回溯到震源,都可在震源球面上找到一个对应点S。在考虑到射线经过反射或折射界面时 P波压缩、膨胀特性所可能受到的变换并作了适当校正之后,将每个台站记录的 P波初动方向标到震源球面上去。人们发现,只要记录足够多,且台站对应点S在震源球面上的分布范围足够广,则总可找到两个互相垂直的大圆面将震源球面上的正、负号分成四个部分,即四象限,如图1[P波四象限分布示意图]左部所示。这两个互相垂直的大圆面称为 P波初动的节面,节面与地面的交线称为节线,节面上P波初动位移为零。二节面之一 (AA′)与地震的断层面一致,而另一个方面(BB′)称为辅助面。

  事实上,对地表P波水平位移也观测到指向震中和背向震中象限分布特点如图2[1927年日本本州7.5级地震引起的P波初动地动位移]。

  地震学家曾用作用于震源处的一些集中力系来解释震源辐射地震波的特征(图3[ 作用于震源的集中力系模式])。理论计算证明,图3[ 作用于震源的集中力系模式]的c和d的力系辐射的远场地震波是相同的。而a和b的单力偶力系辐射的P波,其振幅和初动方向随方位的分布有相同的特点。50年代前后曾有一场争论,即单力偶和双力偶哪一种能反映真实的震源过程。深入研究的结果否定了单力偶模型而接受了双力偶模型。这主要是因为尽管二者 P波的辐射图像一样,但二者S波的辐射图像则不同,而S波的观测结果是支持双力偶模型的。

  若以到原点的距离长短来表示震源球面上地震波振幅的强弱,则可构成地震波的辐射玫瑰图。图4[P波和S波的辐射花样图]给出单力偶和双力偶在相应于图3[ 作用于震源的集中力系模式]中的、面(作用力矢量所在平面)内P波和S波的辐射花样图。

  根据地震波观测按双力偶点源模式求解震源的基本参数时,除了给出二节面(或其法线矢量)的空间方位外,还常给出所谓P、B、T轴的空间方位。B轴即是二节面的交线,又称零轴,因为该轴线上质点位移为零,也有记为N轴的。P轴和T轴都位于同B轴垂直的平面内,且各与二节面的夹角相等,P轴位于膨胀波象限,而T轴位于压缩波象限。P轴和T轴可分别看成是同双力偶等效的双偶极力系的压力轴和张力轴。

  常常需要将观测符号在震源球面上的分布、节面或各力轴与震源球面的交线或交点用图表示出来。由于不好直接在球面上作图,需用平面作图来代替,于是出现了多种将球面上的点同平面上的点一一对应起来的投影方法。最常用的是伍尔夫网和施密特网(图5[ 震源球面常用的投影网])。二者所取的投影平面都是某个过球心的大圆面。伍尔夫网又叫等角投影网或赤平极射投影网,球面上的正交曲线族投影到平面上后仍保持正交。施密特网又叫等面积投影网,球面上面积相等的区域在平面上的投影面积仍相等。图5[ 震源球面常用的投影网]中两个图网的左右两部分分别是球面上不同正交曲线[ 中国唐山地震主震节面解在伍尔夫网上的表示]是1976年7月28日中国唐山大地震的P波初动符号和震源机制解答参数用伍尔夫网表示的结果。

  点源辐射的远场S波位移矢量是在垂直于地震射线的平面内偏振的。根据 S波观测研究震源机制时常常利用S波的偏振角ε,其定义为:

  ε=arctg(H/V),这里H和V分别是入射S波的SH和SV分量(图7[S波偏振角示意图])。将实际地震图上的 S波记录经过仪器和地表 震源

  影响的校正后,可求出 观测的偏振角。再由不同的点源模型计算出理论的偏振角,根据二者符合的程度即可检验哪种模型符合实际,并求出模型的参数。

  断层面的鉴别按照点源模型,根据远场P波和S波的观测只能定出地震的两个节面,而不能判定其中哪一个是实际的断层面。为鉴别哪个是断层面,还需要补充其他有关震源的信息,如地表破裂资料、余震空间分布特征、极震区等震线的形状等。一般只有对较大的地震才能获得这类资料。

  由地震波观测鉴别断层面时,需要考虑破裂传播的效应,断层面的破裂是从一个很小的区域首先开始的,并以有限的破裂传播速度(小于横波传播速度)扩展到整个断层面。根据地震波初至到时测定的震源位置就是破裂起始点的位置。

  破裂传播效应对辐射地震波的振幅和周期都有影响。对振幅的影响是使P波和S波的辐射玫瑰图不再像图4[P波和S波的辐射花样图]中双力偶那样具有对称性,而是如图8[单侧破裂传播、震源辐射花样图]所示。图8[单侧破裂传播、震源辐射花样图]是矩形断层单侧破裂(即破裂从断层一端开始后朝一个方向扩展)震源的远场 P波和 S波的辐射图案。由图[单侧破裂传播、震源辐射花样图]可见,S波更容易反映出破裂传播的效应,即在破裂前进的方向上,S波的振幅大大增强了。破裂传播对地震波周期的影响是地震波的记录上反映出多普勒效应:即在破裂前进的方向 上,波的高频成分增强,使地动脉冲的时间宽度变窄;而在相反的方向上,波的频率变得较低,地动脉冲时间宽度变宽。

  有时能从实际地震波记录中分辨出上述振幅和周期(或频谱)随方位变化的不对称性,由此可鉴别出哪个节面是断层面,并求出破裂传播长度和传播速度等参数。

  历史上对震源的研究是沿两条途径发展起来的。一条途径是企图用在震源处作用的体力系来描述震源,另一条途径是用震源处某个面的两侧发生位移或应变的间断来描述震源。1958年,加拿大的斯特凯蒂(J.A.Steketee)在前人工作的基础上提出了震源的三维弹性位错理论,将这两种描述方法统一了起来。以后,许多地震学家发展和应用了这一理论。

  该理论的重要结果之一是:证明了在产生位移或应变场方面位移位错和双力偶力系的等价性,从而肯定了震源的双力偶点源模型的合理性,并最后结束了前述关于单力偶与双力偶点源模型的争论。设在均匀各向同性弹性介质中有某一小面元d∑,在其两侧的介质分别发生了(和(的位移,则穿过该面发生的位移跃变 (即位错)为:Δ=(-( 。弹性位错理论证明,该位错在引起周围介质的位移场方面同在小面元处作用着一个双力偶力系的效果等价,而双力偶中一个力偶的力偶矩为:dM0=μΔd∑ ,式中μ是弹性介质的剪切模量。对于实际地震,断层面有一个有限的 尺度。设断层面总面积为A,若引入断层面上的平均位错[444-01]则可得出一个描述地震大小的物理量──地震矩M0,其表达式为: [444-02]当观测点离震源很远时,可将震源近似地看成为点源,这时地震矩的大小就表示同此点源等价的双力偶中一个力偶的力偶矩的大小。

  地震波分为体波和面波,这两种波在地壳内的传递速度是不一样的,在地震记录仪上,这两种波有一个时间差,根据时间差可以计算出震源到地震记录仪的距离,以地震记录仪为圆心,以算出的距离为半径,在专用地图上画圆,震源就在这个圆上;再利用设置在其他地区的地震记录仪,又可以确定一个圆,这两个圆应该有两个交点,震源的位置就在这两点之中的一个;再利用另外设置的第三台地震记录仪,就可以确定震源的确切位置了。 也可以利用两台地震记录仪完成震源的测定:第一台地震记录仪判定震源到地震记录仪的方向,可以在地图上画出一条直线;另外设置的一台地震记录仪亦可以画出一条直线,这两条直线的交点就是震源。

  还可以利用一台地震记录仪判断震源的位置:根据体波和面波的时间差,算出震源的距离,根据地震记录仪第一笔的笔画方向,判定震源的方向,有了方向和距离,就可以断定震源的位置。

  随着对震源力学过程研究的深入,描述震源模型所需用的参数也逐渐增多。基于地震震源的断层模型,目前常用的主要参数如表[常用主要震源参数表]所示。有时,为考虑震源的细结构,需把某些震源参数(如位错矢量、应力降等)看成是随时间和空间而变化的函数,这时也可取这些参数对整个断层面的平均值作为描述震源总体的参数。

  此外,有人不用上表中的走向这个参数,而改用倾向,即断层面向上的法线之水平投影的方向。位错矢量与走向一致的断层称为走滑断层;位错矢量与倾向一致的断层称为倾滑断层。倾滑断层又分为逆断层(上盘向上运动)和正断层(上盘向下运 动)。有些断层介于走滑与倾滑之间,但以一种方式为主。当人站在断层一侧,而另一侧是向右运动时,称断层运动是右旋的;若另一侧是向左运动,则称断层运动是左旋的。

  从地震波记录测定或估计震源参数时,除利用体波记录外,也可利用面波记录。一般采用波谱分析或理论地震图方法进行分析。用波谱分析法时,一般是先求出震源参数同理论震源波谱的某些特征量之间的联系,然后用傅里叶分析法从地震记录求出观测的震源波谱和相应的特征量,再根据上述联系推算震源参数。用理论地震图方法时,可用尝试法先假定一些震源参数,并选定地球结构参数,然后计算出观测点的理论地震图,再同该点的观测地震图对比,根据二者是否符合再确定实际的震源参数。也可利用适当的最优化的反演方法,直接求出与观测量拟合最好的震源参数,而不要反复尝试了。

  震源深度:震源垂直向上到地表的距离是震源深度。我们把地震发生在60公里以内的称为浅源地震;60-300公里为中源地震;300公里以上为深源地震。目前有记录的最深震源达720公里。

  震源上方正对着的地面称为震中。震中及其附近的地方称为震中区,也称极震区。震中到地面上任一点的距离叫震中距离(简称震中距)。震中距在100公里以内的称为地方震;在1000公里以内称为近震;大于1000公里称为远震。

  地震时,在地球内部出现的弹性波叫作地震波。这就像把石子投入水中,水波会向四周一圈一圈地扩散一样。

  地震波主要包含纵波和横波。振动方向与传播方向一致的波为纵波(P波)。来自地下的纵波引起地面上下颠簸振动。振动方向与传播方向垂直的波为横波(S波)。来自地下的横波能引起地面的水平晃动。横波是地震时造成建筑物破坏的主要原因。

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